AOKI Hisashi

HARUTA Tomomi

MAEKADO Akira

MATSUKURA Yukinori

MATSUSHI Yuki

前門 晃

春田 知実

松倉 公憲

松四 雄騎

青木 久

Tsukuba Repository

〈報文〉石垣島における台座岩の形成条件と形成速
度
著者 青木 久, 春田 知実, 松四 雄騎, 前門 晃, 松倉 
公憲
雑誌名 筑波大学陸域環境研究センター報告
巻 8
ページ 35-40
発行年 2007
URL http://doi.org/10.15068/00147236
－ 35 －
Ⅰ　はじめに
　台座岩（pedestalまたは pedestal rock）とは，
巨礫の存在により，その下の基盤岩が凸型の地形
を形成しているものをいう．これは，巨礫周辺部
の地表面が雨水による溶解によって低下する一方
で，巨礫が傘の役目を果たすことにより，巨礫の
下の部分が溶解を免れて台座状に残存したもので
ある．
　台座岩の形成に関する従来の研究は，台座岩が
溶解を受けやすい石灰岩からなる事例のみである
（松倉ほか，2005を参照）．そのため，石灰岩の
溶食速度を見積もる一つの手法として利用され，
それらのほとんどは，氷河の解氷以降の時間と台
座岩の高さから台座岩の形成速度を求めたもの
であった（例えば，Sweeting, 1966；Williams，
1966；Peterson, 1982）．最近，松倉ほか（2005）
とMatsukura et al.（2007）は，南西諸島にある
鹿児島県喜界島の完新世の離水サンゴ礁面（段丘
面）上には，いくつかの巨礫の載った台座岩があ
ることを報告した．彼らは巨礫の多くが段丘の離
水を引き起こした地震時に発生した津波によって
運搬・定置した津波石であると仮定し，台座岩の
高さと段丘面の離水年代を用いて，台座岩の形成
速度を明らかにした．
　沖縄県石垣島の東海岸や陸上には，津波により
サンゴ礁の礁縁（リーフエッジ）が破壊されて打
ち上げられたと考えられる津波石群が存在する
（河名ほか，1987；河名・中田，1994）．河名・中
田（1994）によれば，これらの津波石は 1771年
の明和津波，およびそれ以前の大津波によって運
ばれたものと考えられている．特に南部の大浜に
は津波大石と呼ばれる，きわめて大きな津波石
（1131 m3）が存在し，この津波石の下部の基盤岩
は砂岩からなり，高さ 40～ 85 cmの台座になっ
ているという．上述したように，従来報告されて
いる台座岩は，石灰岩で構成されているものだけ
であり，砂岩で構成される台座岩の存在は興味深
筑波大学陸域環境研究センター報告,　No.8,　35～ 40,　2007
石垣島における台座岩の形成条件と形成速度
The Formative Conditions and Formative Rates of  Pedestal Rocks in Ishigaki Island, 
Okinawa, Japan
青木　　久 *・春田　知実 **・松四　雄騎 ***・前門　　晃 ****・松倉　公憲 *****
Hisashi AOKI*, Tomomi HARUTA**, Yuki MATSUSHI***,
Akira MAEKADO**** and Yukinori MATSUKURA*****
* 筑波大学陸域環境研究センター（現：大東文化大学経営学部）
** 筑波大学第一学群自然学類
*** 筑波大学研究基盤総合センター（現：東京大学工学系研究科）
**** 琉球大学法文学部人間科学科
***** 筑波大学大学院生命環境科学研究科
－ 36 －
い．また津波大石の下部が台座状の地形になると
いうことは，島内に分布する，他の津波石も台座
岩になっている可能性が高い．
　そこで，本研究では，石垣島を研究対象地域と
して，定置年代が既知の津波石について，その下
部が台座状になっているかどうかを観察し，台座
岩の形成条件を吟味する．さらに台座岩について
は，その高さを計測し，台座岩の形成速度につい
ての考察を行う．
Ⅱ　石垣島の地質・地形と八重山地震津波
　石垣島は八重山諸島の東端に位置し，沖縄県那
覇市の西南西約 400 km，台湾の北東端から東へ
約 200 kmの所にある．島の中南部は約 13 km四
方のほぼ正方形をしており，そこには島の最高点
である標高 526 mの於茂登岳がある．その北東
端から北東に平久保半島，北西端から北に川平，
西に屋良部半島が延びる（第 1図）．石垣島の地
質としては，南部では礁性のサンゴ石灰岩・礫質
あるいは砂質石灰岩からなる大浜層が広く分布し
ており，北東部では塩基性片岩・砂質片岩・泥質
片岩からなる変成岩類であるトムル層が分布して
いる．
　石垣島周辺には過去数千年間において，数回の
大津波が襲来した（河名・中田，1994）．有史以
来で最も大きな津波の 1つは 1771年の明和津波
で，約 12,000人の犠牲者を出し未曾有の災害を
もたらした．津波によりサンゴ礁の礁縁（リーフ
エッジ）が破壊され，それが打ち上げられて定置
した津波石の場合は，それに含まれるサンゴ化石
の中で最も新しい年代を津波の発生した時期と考
えることができる．河名・中田（1994）は，宮古
諸島から石垣島など八重山諸島全域における総計
65個の津波石の 14C年代値（未較正値）に基づき，
1771年明和津波以前の大津波の時期を，約 500
年前，約 600年前，約 1100年前，約 2000年前，
約 2400年前，約 3750年前，約 4350年前および
約 4450年前と推測した．
Ⅲ　調査対象地域・調査方法
　河名・中田（1994）の調査結果に基づき，石垣
島の大浜，登野城，真栄里，および白保地域の計
4地点の津波石について現地調査を行った．津波
石の分布を第 1図に示す．津波石について，台座
岩の有無，津波石下部の土壌の有無，巨礫を構成
する岩石および基盤岩石の種類について調べた．
特に津波石の下部が台座岩になっている場合に
は，台座の高さを折れ尺やレーザー距離計を用い
て測定した．大浜の砂岩は砂質石灰岩である可能
性があると考え，希塩酸を岩石表面に滴下し，発
泡の有無を確認した．
第１図　石垣島の位置と津波石の分布
　　　　（○印は台座をもつ津波石，●印は台
座をもたない津波石を示す）
－ 37 －
Ⅳ　野外調査結果
　各地点の津波石に関する調査結果，すなわち，
台座岩の有無，台座岩の高さ，土壌の有無，基
盤岩石の種類，海抜高度について，河名・中田
（1994）の結果（14C年代，岩塊の大きさ）ととも
に第 1表にまとめた．次に各地点における津波石
および周辺の地形や土層などについて述べる．
1）大浜
　大浜には津波大石と呼ばれるサンゴ石灰岩から
なる巨礫が存在する（第 2図 a）．サンゴ化石の
成長方向は上向きで，その最新部（巨礫の上部）
の 14C年代値は，1980±80 yrBPを示し，約 2000
年前の津波によって打ち上げられたものと考えら
れている（河名・中田，1994）．その大きさは，
長径 12.8 m，短径 10.4 m，高さ 5.9 mであり，
下部の基盤には台座岩が形成されている．台座岩
の高さは東西南北の 4方向において測定した．東
側では 33～ 80 cmと場所的差異がみられ，どの
部位までを台座とみなすかの判断が難しかった．
他の方位については，南側では 34 cm，西側では
25 cm，北側では 30 cmと台座の高さはほぼ一定
であり，東側の高さを 33 cmで代表させて，四
方位の平均値を求めた（30.5 cm）．津波石の周辺
は，薄い土層が基盤の上に存在しているものの，
津波石と台座の間には土層は見られなかった．河
名・中田（1994）によると，津波石の下の基盤は
砂岩で構成されていると報告している．しかし，
岩石表面にスポイトで塩酸を滴下したところ，気
泡が発生した．そのことから，この岩石は，炭酸
カルシウムを含んだ石灰質砂岩であると示唆され
る．
2）登野城（公務員宿舎内）
　登野城の公務員宿舎内にも津波石が存在する
（第 2図 b）．この津波石に含まれるサンゴ化石の
14C年代値は，1000±80 yrBPを示し，約 1100年
前の津波によって打ち上げられたものと考えられ
ている（河名・中田，1994）．この津波石の下部
第２図　津波石と台座岩の様子
　　　　（a）大浜，（b）登野城（公務員宿舎内）
第１表　野外調査結果
調査地点
台座岩の
有無
津波石と
基盤岩間の
土層の有無
基盤岩石
台座岩の高さ
（cm）
津波石の
14C年代 *
（yrBP）
津波石の
大きさ *
（m3）
海抜高度
（m）
大浜 有 無 石灰質砂岩 30.5 1980± 80 1131 10
登野城（公務員宿舎内） 有 無 サンゴ石灰岩 55 1000± 80 12 6
登野城（公園内） 無 有 サンゴ石灰岩 － 2300± 90 13.5 6.5
真栄里（ふたご石 ,東側） 無 有 サンゴ石灰岩 － 2420± 90 351 12
真栄里（ふたご石 ,西側） 無 有 サンゴ石灰岩 － 2230± 100 369 12
白保 無 有 サンゴ石灰岩 － 不明 不明 10~20
*河名・中田（1994）による
－ 38 －
は，ほぼ平坦な頂部をもつ台座岩となっており，
台座岩の高さは 55 cmであった．津波石は台座
から転落した形となっており，完全に台座岩を
覆ってはいない．台座上の露出部には，植生の付
きが少ないことから上部に載っていた津波石が転
落してからそれほど時間は経過していないと思わ
れる．台座岩を構成する基盤岩石は比較的新鮮な
サンゴ化石を含む完新世サンゴ石灰岩である．ま
た津波石の周辺には薄い土層が発達しているが，
津波石と台座の間に土層は観察されなかった．
3）登野城（公園内）
　登野城の公園内にも津波石が存在する（第 3図
a）．この津波石中のサンゴ化石の 14C年代値は，
2300±90 yrBP を示し，約 2400 年前の津波に
よって打ち上げられたものである（河名・中田，
1994）．津波石の周辺および下部には基盤岩石は
露出しておらず，台座岩の形成はみられない．津
波石は土壌上に載っており，若干土壌の中に埋も
れているようにもみえる．公園内ということもあ
り，人為的影響を受けている可能性もある．
4）真栄里（ふたご石）
　真栄里に二つの津波石が隣り合って存在してお
り，ふたご石と呼ばれている（第 3図 b，c）．こ
の津波石の 14C年代値は東側のもの（第 3図 b）
が 2420±90 yrBP，西側のもの（第 3 図 c）が
2230±100 yrBPを示し，両者ともに 2400年前の
津波によって打ち上げられたと考えられている．
津波石の下部および周辺では，厚く土層が発達し
ている．津波石のサイズは 351 m3および 369 m3
と大きいが，その下部には台座岩は見られなかっ
た．地質図によると，この地点の土層の下の基盤
岩石は，礁性のサンゴ石灰岩・礫質あるいは砂質
の石灰岩からなる大浜層である．
第 3図　津波石の様子（a）登野城（公園内），（b）真栄里（ふたご石，東側），
　　　　　　　　　　　（c）真栄里（ふたご石，西側），（d）白保（轟川付近）
－ 39 －
5）白保（轟川沿い）
　白保の轟川の近くで津波石の存在が確認された
（第 3図 d）．この津波石は，河名・中田（1994）
に記載されているもののうち，どの津波石に相当
するのかが断定できないため，これを打ち上げた
津波の時期は特定できない．津波石の下には台座
岩の形成はみられなかった．この津波石は耕作地
の中にあり，その下には土壌がかなり厚く発達し
ている．付近の住民の話によると，このあたりの
他の津波石は，農地改良の際に壊されたようであ
る．
Ⅴ　室内試験
　台座岩の形成がみられた登野城（公務員宿舎
内，Ⅳ－2）地域の基盤岩であるサンゴ石灰岩と
大浜地域の石灰質砂岩のサンプリングを行い，こ
れらの岩石中に含まれる石灰成分の量比を計測し
た．方法は次のように行った：（1）それぞれの岩
石を砕いて約 10 gずつを採取し，十分乾燥させ
て重量（W0）を計測した．（2）それらの岩石試
料を塩酸に浸し，石灰分をすべて溶解させた．（3）
残留物を乾燥させて，それらの重量（W1）を計
測した．
　W0－W1は溶解量であり，石灰分の含有率（X，
%）を次式により算出した：
　X =（W0－W1）× 100 / W0　　　　　　　（1）
　試験の結果として，大浜の石灰質砂岩には
8.6%の石灰質成分が含まれており，登野城のサ
ンゴ石灰岩は 99%が石灰質成分であることがわ
かった．
Ⅵ　考察
1．台座岩の形成条件
　台座岩の形成の有無，土壌の有無，基盤岩石の
種類などの調査結果から，どのような条件におい
て台座岩が形成されるのかを考察する．台座岩が
見られた地点は大浜と登野城（公務員宿舎内）で
ある．第 1表から，この 2地点の台座岩の共通点
は，台座岩（基盤岩）と津波石の間に土層がみら
れなかったことである．これに対し，登野城（公
園内），真栄里や白保では，基盤岩が石灰岩であ
るにもかかわらず，津波石と基盤岩との間に土層
がある場合には台座岩は形成されていなかった．
これは，津波石と基盤岩の間に土層が存在する
と，雨水が土層中を通って津波石の下部までまわ
りこみ，それによって土層の下の石灰岩を溶解さ
せるためではないかと考えられる．すなわち，台
座岩が形成されるためには，津波石が打ち上げら
れた地表面が土壌に覆われず，岩盤が露出してい
るという条件が重要であるといえる．
2．台座岩の形成速度の差異
　台座岩の平均高さは，1100年前に打ち上げら
れた登野城（公務員宿舎内）の津波石の下で 55 
cm，2000年前の大浜のものでは，30.5 cmであ
り，溶解時間の短い登野城の台座の方が高くなっ
ている．台座岩の形成速度は等速であるという
Matsukura et al．（2007）の主張を援用すると，
上記 2 地点での台座岩の形成速度は，台座の高
さを溶解時間で除すことによって，登野城で 500 
mm/kyr，大浜で 152.5 mm/kyrと計算される．
したがって，登野城の台座岩の方が，大浜よりも
3倍強も大きい形成速度をもつことになる．
　この速度の違いは何によってもたらされるので
あろうか．一般に，石灰岩の溶解速度に影響を与
える要因としては，雨量，気温，土壌のCO2濃度，
石灰岩の岩質などが考えられる．大浜と登野城の
両地域は，同じ石垣島の中にあり，数 kmしか離
れておらず，気候条件に大きな差があるとは考え
にくい．本研究では，大浜と登野城の基盤岩石に
ついて，石灰質成分の量比を調べたが，大浜の石
灰質砂岩には石灰質成分が 8.6 %含まれ，登野城
－ 40 －
のサンゴ石灰岩には，石灰質成分が 99%含まれ
るという結果が得られた．この結果から，石灰質
成分が 99%含まれるサンゴ石灰岩からなる登野
城地域での台座岩の形成速度はきわめて大きく，
石灰質成分が 8.6%である砂質石灰岩からなる大
浜地域では小さいということになる．これは，石
灰質成分の含有率が多いほど，溶解されやすく，
溶解速度が大きくなり，結果として台座岩の形成
速度が大きくなることを示唆する．すなわち，2
地域における台座岩の形成速度の差異は，基盤岩
石の石灰質成分の含有率によって説明される．
Ⅶ　結論
　本研究では，石垣島において，年代が既知の津
波石を利用することにより，その下部に発達する
台座岩の形成条件を吟味した．また台座岩に含ま
れる石灰質成分の含有率を調べることにより，台
座岩の形成速度への岩質の影響を調べた．得られ
た結果は以下のとおりである．
　1）台座岩が形成される条件として，津波石の
打ち上げ時に地表面が土壌に覆われていないこと
が重要である．
　2）台座岩の形成速度は，基盤が石灰質砂岩で
あるときよりも純粋な石灰岩である場合のほうが
大きい．これは，岩石中に含まれる石灰質成分の
含有率が多い岩石ほど，溶解しやすいということ
から説明される．
謝辞
　本研究を行うに際し，科学研究費（基盤研究
A，課題番号 16201009，研究代表者・土屋　誠
（分担研究者・前門　晃）；基盤研究 B，課題番号
16300292，研究代表者・松倉公憲）を使用した．
文献
河名俊男・中田　高・大村明雄（1987）：石垣島
大浜の“津波大石”のサンゴ化石年代．第四
紀研究， 26, 155-158．
河名俊男・中田　高（1994）：サンゴ質津波堆積
物の年代からみた琉球列島南部周辺海域にお
ける後期完新世の津波発生時期．地学雑誌， 
103， 352-376．
松倉公憲・前門　晃・廣瀬　孝・青木　久・小暮
哲也（2005）：台座岩から推定される石灰岩
地表面の溶解による低下速度：喜界島におけ
る一例．筑波大学陸域環境研究センター報
告， 6， 17-21．
Matsukura, Y., Maekado, A., Aoki, H., Kogure, T. 
and Kitano, Y. (2007): Surface lowering rates 
of  uplifted limestone-terraces estimated 
from the height of  pedestals on a subtropical 
island of  Japan. Earth Surface Processes and 
Landforms, 32, 1110-1115.
Peterson, J. A. (1982): Limestone pedestals and 
denudation estimates from Mt Jaya, Irian 
Jaya. Aust. Geogr., 15, 170-173.
Sweeting, M. M. (1966): The weathering of  
limestones, with particular reference to 
the Carboniferous Limestones of  northern 
England. In Essays in Geomorphology, G. H. 
Dury (ed.), 177-210. London, Heinemann.
Williams, P. W. (1966): Limestone pavements: with 
special reference to western Ireland. Trans. 
Inst. Br. Geog., 40, 155-172.
（2007年 6月 27日受付，2007年 8月 3日受理）


〈報文〉石垣島における台座岩の形成条件と形成速度

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